中国北部近海超级赤潮与西北太平洋海气相互作用的关联分析

张 超,胡 俊,沈 辉,郭振海,段安民*

(1.厦门大学海洋与地球学院,近海海洋环境科学国家重点实验室,福建 厦门 361102;2.中国科学院大气物理研究所,大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室,北京 100029;3.浙江省海洋监测预报中心,浙江 杭州 310007)

赤潮被称为“红色幽灵”,通常指海水中藻类和菌类暴发性繁殖或聚集从而引起水体变红色的现象.赤潮的暴发往往伴随着海洋中的溶解氧快速消耗,有毒藻类释放大量毒素,使得海洋生态系统平衡遭受破坏甚至危害人体健康和生命安全[1-4].中国近海(以下简称近海)面积辽阔,总面积超过470万km2[5].近海渔场超过146万km2,约占总近海面积的1/3,且常受到赤潮的影响[2-4,6].因此,有关近海赤潮的成因和机制越来越受到科学界和决策者的关注.

气溶胶输送引起的化学过程和气候水文有关的热动力过程是近海赤潮发生的重要气象因素[4,6-13].例如:Tian等[7]根据统计分析结果指出东海上空气溶胶的输送与大面积赤潮的发生呈高相关;赵秀逸等[8]综述了大气酸化过程将不溶性铁转变为可溶性铁的机制,以及干沉降过程诱发赤潮发生的机制;Jing[11]的研究指出湿沉降是赤潮发生的重要过程之一;翁焕新等[12]提出夏季风暴发为东海赤潮的大规模发生提供了重要的水汽条件;此外,窦勇等[13]认为厄尔尼诺-南方涛动(El Nio-Southern Oscillation,ENSO)与近海赤潮的面积存在一定的联系.

赤潮事件,尤其是超大规模的赤潮往往造成极其严重的经济和财产损失.据《中国海洋生态环境状况公报》公开数据(http:∥www.mnr.gov.cn/sj/sjfw/hy/gbgg/zghyzhgb/)显示:2000年5月发生在台州列岛附近海域的赤潮,面积达5 800 km2,造成渔业损失约1.5亿元;2010年6—7月发生在秦皇岛至绥中沿岸海域的赤潮,面积达3 350 km2,造成直接经济损失约2亿元.但关于上述大规模超级赤潮事件的成因,特别是海气相互作用在其中的影响尚不明确.因此,本研究通过合成和相关分析研究晚冬北太平洋海温异常和随后5—6月中国北部近海超级赤潮之间的联系,再通过波动力诊断、合成分析等方法探索其中的可能影响机制,以期深化对海气相互作用影响中国近海极端赤潮发生机制的认识.

1.1 数 据

本研究使用的数据均为公开数据,包括:1) 2000—2021年共22年中国近海赤潮观测资料,数据来源为中国海洋灾害公报(http:∥mds.nmdis.org.cn);2) 全球逐月降水数据(Global Precipitation Climatology Project,GPCP)[14],分辨率为2.5°×2.5°的网格场,时间尺度为1979年1月至今,网站链接为https:∥www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.gpcp.html;3) 美国国家环境预测中心-能源部提供的第2套再分析数据[National Centers for Environmental Prediction-Department of Energy (NCEP-DOE) Reanalysis-2,NCEP-DOE R2][15],包括逐月的高度场、垂直速度、相对湿度和风场等,水平分辨率为2.5°×2.5°,垂直方向17层,时间尺度为1979年1月至今,数据链接为ftp:∥ftp.cdc.noaa.gov/Datasets/;4) 哈德来气象中心提供(Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature,HadISST)的逐月海表温度资料[16],水平分辨率为1°×1°,时间尺度为1870年1月至今,网站链接为https:∥www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadisst/data/;5) 欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-range Weather Forecasts,ECMWF)提供的多源卫星反演的气溶胶光学厚度(aerosal optical depth,AOD)数据集[17],时间尺度为1995年1月至今,水平分辨率为1°×1°,该数据链接为https:∥cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/satellite-aerosol-properties?tab=overview.

1.2 方 法

为考察大气遥相关波列的传播,根据高度场的异常场和相应的气候态,可计算与能量频散相关的波活动通量(wave activity flux,WAF).Takaya等[18]推导出大气Rossby波的波通量(W)计算公式:

W=

其中,U=(U,V)代表地转风,φ代表流函数,右下角标则表示偏导数.

西北太平洋偶极子(western North Pacific dipole,WNPD)指数表现为西北太平洋南部和北部海域海表温度(sea surface temperature,SST)反相变化的空间分布.当WNPD为正位相时,西北太平洋南部海域为冷SST异常,而北部海域为暖SST异常.WNPD指数的计算方案采用西北太平洋北部海域(160° E～172° W, 40°～52° N)减去南部海域(125° E～178° W, 20°～32° N)SST面积加权平均,再求其标准差.

本研究使用的统计方法包括超前-滞后合成分析法、相关分析法,统计量(如降水量、SST和AOD等)服从正态分布,故选择双侧Student’st-检验进行统计量的可信度检验[19].

2.1 超级赤潮与SST之间的关联

从2000—2021年共22年的近海赤潮数据中,选择每年赤潮面积最大的赤潮事件作为研究对象,共22次,这些赤潮面积在500 km2以上,最大达7 000 km2,存在较大的年际变率.所有赤潮事件的持续时间均超过一星期,其中有60%赤潮面积达1 000 km2以上,且持续时间超过半个月以上,故将这些大规模且持续时间较长的赤潮事件称为近海超级赤潮.此外,从起止时间来看,近海超级赤潮集中在5—6月的有17次,占总样本数的77%.以下研究分析每年发生在5—6月的近海超级赤潮.

中国的近海区域南北贯穿,涉及热带、亚热带和暖温带,气候差异极大[3-5].为便于分析,本研究主要关注亚热带和暖温带分界线(秦岭-淮河)以北的近海区域,即34° N以北的渤海-黄海区域(中国北部近海).中国北部近海超级赤潮(后文简称超级赤潮)集中在2004年和2009—2015年共8年[图1(a)];超级赤潮的发生对应着降水负异常[图1(b)],即超级赤潮与干沉降过程相关,该结论与已有研究中一般赤潮的形成过程基本一致[8,12];其中2004年6月11日发生在渤海湾的超级赤潮[图1(c)]面积达1 850 km2,为有毒性的球形棕囊藻(Phaeocystisglobosa).需要注意的是,本研究从海气相互作用和与之有关的大气环流角度探讨二者的关系.海洋环境等要素对赤潮的暴发也很重要,但超出本研究范畴.

超级赤潮的发生与同期5—6月和前期3—4月的西北太平洋SST异常基本不相关[图2(a)和(b)];但与前期1—2月的西北太平洋偶极型SST异常显著相关[图2(c)],相关系数达0.66,解释方差为45%,通过99.9%的可信度检验,表明晚冬西北太平洋偶极型SST异常与随后5—6月的超级赤潮显著相关.

超级赤潮年份的SST减去其气候态,得到同期5—6月(a)、前期3—4月(b)和1—2月(c)的SST异常场.(c)中两个框选的区域分别表示与超级赤潮有关的关键区,紫色“×”表示SST异常超过90%的可信度检验(下同).图2 SST异常超前合成场Fig.2 Lead composite field of SST anomalies

2.2 SST异常影响超级赤潮的可能机制

超级赤潮纬度随时间的演化如图3所示.为揭示SST异常对超级赤潮的可能影响,选取WNPD指数标准差大于0.5定义为极端强SST异常年份(图3中的点),共7年;同时用22年数据的平均值作为其气候态,用极端强SST异常年份时的物理变量减去其气候态进行合成分析,代表WNPD的SST异常对超级赤潮的可能影响机制.

圆点表示WNPD指数大于0.5的年份.图3 超级赤潮纬度随时间的演化Fig.3 Evolution of latitudes of the super red tied over time

从SST异常的演化可知(图4):偶极型SST异常可持续到随后的5—6月,意味着晚冬西北太平洋南部冷-北部暖SST异常时,西北太平洋上空出现偶极型热力强迫,且该热强迫可持续到随后的5—6月,对大气环流产生稳定和累加的影响.

WNPD偏强年份的SST减去其气候态,得到同期1—2月(a)、随后3—4月(b)和5—6月(c)的SST异常场.图4 SST异常随时间的演化Fig.4 Evolution of SST anomalies over time

晚冬,西北太平洋南冷北暖型SST异常可激发出局地的气旋和反气旋系统[图5(a)].当时间演化至随后的5—6月[图5(b)],偶极型SST异常的范围有一定减弱,使得局地的气旋、反气旋异常范围也随之减小,同时观测到鄂霍次克海及周边地区出现异常的气旋系统.

WNPD偏强年份的物理量减去其气候态,得到同期1—2月(a)和随后5—6月(b)的SST异常场和850 hPa风场(矢量箭头,单位m/s),以及5—6月(c) 850 hPa高度场和波通量(矢量箭头,单位m2/s2).A和C分别表示反气旋和气旋,绿色箭头表示能量的传播方向,(a)和(b)中白色“×”和紫色箭头表示异常场超过90%的可信度检验.图5 大气环流对SST异常的响应Fig.5 Response of atmospheric circulation to SST anomalies

为探索鄂霍次克海气旋系统的形成,计算了偶极型SST异常有关的高度场和波活动通量[图5(c)].当SST异常时,注意到有两支从20° N附近的低压出发向高纬度传播的径向波列到达鄂霍次克海地区[如图5(c)中绿色箭头所示],其中一支从西太平洋穿过日本地区到达鄂霍次克海西部,另一支从日界线附近传向鄂霍次克海西部.因此,冷SST异常引发的20° N附近的低压(气旋)异常可通过Rossby能量频散影响鄂霍次克海地区的低压(气旋)异常,是形成鄂霍次克海气旋异常的关键系统.

为揭示海气相互作用对超级赤潮的可能影响,计算了SST异常相关的5—6月环流异常.在对流层高层[图6(a)],偶极型SST异常引发东亚沿岸至日本地区对流层高层的反气旋对;反气旋对中间的异常西北风和东南风[图6(a)中蓝色箭头]在中国北部近海的对流层高层辐合,使得高层大气堆积.在对流层低层[图6(b)],位于鄂霍次克海气旋西侧观测到西北风异常[图6(b)中红色箭头];该异常的西北风从东西伯利亚出发到达中国北部近海的对流层低层.环流的进一步调整有利于中国北部近海上空出现下沉运动[图6(c)].来自陆地的干冷气流将陆面的干冷空气和气溶胶输送到中国北部近海,使得该区域上空的大气异常干燥[图6(d)];气溶胶的明显下沉运动则引发气溶胶的干沉降过程[图6(e)].可见,晚冬西北太平洋南部冷-北部暖偶极型SST异常可持续到随后的5—6月,并通过影响对流层高低层的环流异常,引发中国北部近海上空的干沉降过程,从而为中国北部近海的超级赤潮发生提供有利的动热力条件.

5—6月WNPD偏强年份时的物理量减去其气候态,得到200 hPa(a)和850 hPa(b)高度场和风场(矢量箭头,单位m/s),500 hPa垂直速度(c),850 hPa相对湿度(d),以及AOD合成场(e).圆圈表示中国北部近海区域,(a)和(b)中蓝色和红色箭头表示异常风向,紫色箭头表示风场异常场超过90%的可信度检验.图6 形成超级赤潮的可能机制Fig.6 Possible mechanism for the super red tide formation

本研究基于2000—2021年共22年的观测资料和再分析数据,使用合成分析、相关分析和波动力学诊断等方法,研究了晚冬西北太平洋SST异常对随后5—6月中国北部近海超级赤潮的影响.结果表明,晚冬西北太平洋的南部冷-北部暖SST异常可持续到随后的5—6月,并激发热带向高纬度传播的径向波列.波列在对流层低层鄂霍次克海地区形成气旋异常,该气旋西侧的西北风携带了中高纬陆地的干冷空气和气溶胶.同时,在对流层高层,东亚沿岸至日本地区的反气旋对在中国北部近海对流层高空辐合,使得高空出现明显下沉运动.为此,与偶极型SST异常有关的干冷空气和气溶胶,伴随明显的下沉运动引发中国北部近海上空的干沉降过程,从而对超级赤潮的暴发产生可能影响.

大量研究关注赤道中东太平洋海气相互作用,指出ENSO发生时可通过西北太平洋反气旋对中国东部近海沿岸气候异常造成显著影响[20-21].本研究表明西北太平偶极型(南部冷-北部暖)SST异常引发的气旋-反气旋-气旋分布对中国北部近海地区极端赤潮事件造成可能影响.需要指出的是,本研究是基于观测资料统计分析的结果,相关物理过程还需要数值模式模拟验证和讨论.另外,本研究分析了海气相互作用以及与之相关的大气环流过程对超级赤潮的可能影响.然而,赤潮的暴发绝非仅受到气象因子的单一因素影响,还涉及海洋环境、海洋生物和海洋物理等众多过程的影响.为了更全面地理解赤潮暴发的机制,未来应从多因子、多学科角度探讨相关物理过程.

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